АТМОСФЕРА (от греч. atmos-nap и sphaira - шар), газовая оболочка Земли, простирающаяся более чем на 1500 км от ее пов-сти. Суммарная масса воздуха, т.е. смеси газов, составляющих А.,-(5,1-5,3)*10¹⁵ т. Мол. масса чистого сухого воздуха 28,966, давление при 0°С на уровне моря 1013,25 гПа; критич. т-ра —140,7°С, критич. давление 3,7 МПа; С. 10,045*10³ Дж/(кг*К) (в интервале 0-100°С), С_v 8,3710*10³ Дж/(кг-К) (0-1500°С). Р-римость воздуха в воде при 0°С 0,036%, при 25°С - 0,22%

Для А. характерен постоянный обмен в-вом и энергией с гидросферой , литосферой и живыми организмами, а также с космич. пространством. Плотность, давление и состав воздуха непрерывно меняются при увеличении расстояния от поверхности Земли. А. делят на оболочки - тропосферу, стратосферу, мезосферу, ионосферу и экзосферу. Переходные области А. между соседними оболочками называют соотв. тропопауза, стратопауза и т.п.

Высота ближайшей к Земле части А - тропосферы - составляет 8-10 км у полюсов и 16-18 км у экватора. В тропосфере сосредоточено ок. 80% по массе газов А. Осн. компоненты чистого сухого воздуха у пов-сти Земли приведены в таблице.

СОСТАВ ВОЗДУХА

Кроме указанных в таблице газов в А. содержатся Н₂О (0,02-4% по массе), SO₂, CH₄, NH₃, CO, углеводороды, НС1, HF, пары Hg, I, Rn, Xe, а также NO и мн. др. газы в незначит. кол-вах. В тропосфере постоянно находится большое кол-во взвешенных твердых и жидких частиц (аэрозоль).

Состав А. - результат длительных эволюц. процессов в недрах Земли и на ее пов-сти, причем решающим фактором была деятельность зеленых растений, животных и микроорганизмов.

Образование большого кол-ва N₂ обусловлено окислением первичной аммиачно-водородной А. молекулярным О₂, к-рый стал поступать с пов-сти планеты в результате фотосинтеза, как предполагается, ок. 3 млрд. лет назад. Азот окисляется до NO в верхних слоях А., используется в пром-сти и связывается азотфиксирующими бактериями, в то же время N₂ выделяется в А. в результате денитрификации нитратов и др. азотсодержащих соединений.

Наличие О₂ в А. обеспечивает возможность существования высших форм жизни на Земле. Выведение О₂ из А. при дыхании живых организмов, а также его расходование при сжигании топлива, выплавке металлов и т. п. компенсируется фотосинтезом зеленых растений.

Источник инертных газов (Аr, Не и Кп)-вулканич. извержения и распад радиоактивных элементов. наиб. легкий из газов - Не непрерывно рассеивается в космич. пространство.

Водород, как и Не, непрерывно утекает в мировое пространство, но эта потеря компенсируется разл. процессами.

Громадные кол-ва СО₂ потребляются при фотосинтезе и поглощаются мировым океаном. Этот газ поступает в А. благодаря разложению карбонатных горных пород и орг. в-в растений и живых организмов, а также вследствие вулканизма и производств. деятельности человека. За последние 100 лет содержание СО₂ в А. возросло на 10%, причем осн. часть (360 млрд. т) поступила в результате сжигания топлива. Если темпы роста сжигания топлива сохранятся, то в ближайшие 50-60 лет кол-во СО₂ в А. удвоится, что может привести к глобальным изменениям климата.

Сжигание топлива - осн. источник загрязняющих газов (СО, NO, SO₂). Диоксид серы окисляется О₂ воздуха до SO₃, к-рый взаимод. с парами Н₂О и NH₃, а образующиеся при этом H₂SO₄ и (NH₄)₂SO₄ возвращаются на пов-сть Земли вместе с атм. осадками. Использование двигателей внутр. сгорания приводит к значит. загрязнению А. оксидами азота, углеводородами и соединениями Рb.

Аэрозольное загрязнение А. обусловлено как естеств. причинами (извержение вулканов, пыльные бури, унос капель морской воды и частиц пыльцы растений и др.), так и хозяйств. деятельностью человека (добыча руд и строит. материалов, сжигание топлива, изготовление цемента и т. п.). Интенсивный широкомасштабный вынос твердых частиц в А. - причина изменений климата планеты.

В стратосфере и мезосфере плотность газов уменьшается. В стратосфере находится ок. 20% массы всех газов, в остальных слоях - всего ок. 0,5%. Важный компонент стратосферы и мезосферы - О₃, образующийся в результате фотохим. р-ций наиб. интенсивно на высоте ~ 30 км. Общая масса О₃ составила бы при нормальном давлении слой толщиной 1,7-4,0 мм, но и этого достаточно для поглощения губительного для жизни УФ-излучения Солнца. Разрушение О₃ происходит при его взаимод. со своб. радикалами, NO, галогенсодержащими соед. (в т.ч. фреонами).

В стратосфере и более высоких слоях под воздействием солнечной радиации молекулы газов диссоциируют на атомы (выше 80 км диссоциируют СО₂ и Н₂, выше 150 км-О₂, выше 300 KM-N₂). На высоте 100-400 км в ионосфере происходит также ионизация газов, на высоте 320 км концентрация заряженных частиц (О₂⁺, O₂^-, N₂⁺) составляет ~ 1/300 от концентрации нейтральных частиц. В верх, слоях А. присутствуют своб. радикалы- и др.

До высоты 100 км А. представляет собой гомогенную, хорошо перемешанную смесь газов. В более высоких слоях распределение газов по высоте зависит от их мол. массы -концентрация более тяжелых газов убывает быстрее по мере удаления от пов-сти Земли. Вследствие уменьшения плотности газов т-ра понижается от 0°С в стратосфере до — 110°С в мезосфере. Однако кинетич. энергия отдельных частиц на высотах 200-250 км соответствует т-ре ~1500°С. Выше 200 км наблюдаются значит. флуктуации т-ры и плотности газов во времени и пространстве. Самые высокие слои А. состоят из Н₂ и Не, к-рые медленно рассеиваются в мировое пространство.

Лит.: Соколов В. А., Геохимия природных газов, М., 1971; Мак-Ивен М., Филлипс Л.. Химия атмосферы, М., 1978; Уорк К., Уорнер С, Загрязнение воздуха. Источники и контроль, пер. с англ., М., 1980; Мониторинг фонового загрязнения природных 9РВД, в. 1, Л., 1982. А.И. Перемман.